В последние годы наблюдается большой поток исследований по петрогеохимическим характеристикам гранитоидов с целью их типизации. Высоко-Sr/Y тип гранитоидов имеет специфический генезис, в котором просматриваются аспекты плавления утолщённой земной коры и контаминация корового материала мантийной составляющей. Кавминводский комплекс несёт типичные черты высоко-Sr/Y типа и с ним прагенетчески связано урановое оруденение. Это весьма актуально и рассмотрение геохимических особенностей этих рудоносных гранитоидов с современных позиций позволит выработать в качестве эталона ураноносных гранитоидов модель геохимических критериев специфики этого типа. Цель исследования – выявить геохимические и физико-химические особенности высоко-Sr/Y гранитоидов кавминводского компоекса.
Результаты исследований и их обсуждение
Кавминводский ареал гранитоидов входит в состав Кавказского сегмента Альпийско-Гималайского орогенного пояса Евразии. В кавминводском неогеновом комплексе содержатся лишь небольшие включения субщелочных биотитовых габброидов, что, вероятно, связано с малым уровнем эрозионного среза массивов Кавказских Минеральных Вод. Лакколиты последних включают 4 фазы: субщелочные габброиды, граносиенит-порфиры, гранит-порфиры и лейкогранит-порфиры.
В наиболее крупных лакколитах распределение фазовых разновидностей зонально. При этом наиболее эволюционированные поздние фазы лейкогранит-порфиров локализуются на периферии лакколитов и в виде выступов и сателлитов, показывая обратную зональность. Известно, что обратная зональность массивов проявляется тогда, когда более эволюционированные порции магмы локализуются на периферии; контакты между фазами и фациями контрастные с дискордантными взаимоотношениями. Такая зональность проявляется в том случае, когда скорость становления массивов малая и предыдущие фазы внедрения успевают закристаллизоваться и тогда более поздние фазы внедряются на периферию плутонов с образованием обратной зональности. В глубинном очаге создавались условия для появления высоко эволюционированных и флюидизированных лейкогранит-порфиров.
Граносиениты содержат во вкрапленниках калий-натровый полевой шпат, плагиоклаз, клинопироксен, магнезиальный биотит. Основная ткань породы представлена кварцем, полевыми шпатами и мельчайшими чешуйками слюды. Клинопироксен идиоморфен, субидиоморфен. Образует длиннопризматические кристаллы диопсид-салитового состава. Слюды представлены магнезиальным биотитом и фогопитом, дающих листочки и чешуйки. Акцессории представлены апатитом, сфеном, магнетитом, ильменитом.
Гранит-порфиры сложены вкрапленниками кварца, плагиоклаза, K-Na полевого шпата, биотита роговой обманки и основной тканью породы, представленной тонкозернистым агрегатом кварца и калий-натрового полевого шпата. Интрателурический вкрапленники амфибола представлены железистыми паргасит-ферроэденитами. Листочки биотита относятся к магнезиальным разностям. Акцессории включают зёрна апатита, сфена, циркона, флюорита.
Лейкогранит-порфиры содержат во вкрапленниках кварц и кали-натровый полевой шпат. Основная масса породы кварц-полевошпатовая с тонко рассеянными включениями флюорита. Акцессории – монацит, апатит, ортит. Химический состав пород приведен в табл. 1.
Таблица 1
Представительные анализы породных типов кавминводского комплекса (оксиды в %, элементы в г/т)
|
Оксиды, элементы |
1 |
2* |
3 |
4* |
5* |
6 |
7* |
8 |
9* |
10 |
11 |
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
11 |
12 |
|
SiO2 |
68,3 |
66,2 |
71,85 |
72,50 |
71,75 |
72,8 |
72,9 |
73,3 |
72,6 |
73,4 |
73.6 |
|
TiO2 |
0,30 |
0,38 |
0,31 |
0,08 |
0,10 |
0,07 |
0,08 |
0,05 |
0,05 |
0,04 |
0,04 |
|
Al2O3 |
14,96 |
15,4 |
14,76 |
14,70 |
14,98 |
14,75 |
14,98 |
14,43 |
14,91 |
14,89 |
14,95 |
|
Fe2O3 |
1,32 |
2,40 |
0,74 |
1,06 |
1,30 |
1,20 |
0,47 |
0,41 |
0,25 |
0,30 |
0,28 |
|
FeO |
0,62 |
0,43 |
0,50 |
0,10 |
0,10 |
0,12 |
0,30 |
0,33 |
0,25 |
0,31 |
0,33 |
|
MnO |
0,05 |
0,04 |
0,04 |
0,03 |
0,04 |
0,03 |
0,04 |
0,04 |
0,02 |
0,03 |
0,03 |
|
MgO |
1,10 |
1,36 |
0,32 |
0,15 |
0,19 |
0,17 |
0,02 |
0,03 |
0,04 |
0,05 |
0,04 |
|
CaO |
1,80 |
1,39 |
0,55 |
0,35 |
0,42 |
0,40 |
0,04 |
0,44 |
0,69 |
0,30 |
0,42 |
|
Na2O |
4,32 |
4,21 |
4,80 |
4,35 |
4,22 |
4,32 |
5,21 |
5,22 |
5,31 |
4,89 |
4,98 |
|
K2O |
5,30 |
6,77 |
5,32 |
4,60 |
4,69 |
4,98 |
4,89 |
4,20 |
4,50 |
4,97 |
5,03 |
|
P2O5 |
0,34 |
0,38 |
0,28 |
0,07 |
0,07 |
0,08 |
0,07 |
0,08 |
0,03 |
0,05 |
0,04 |
|
Ga |
20 |
21 |
30 |
29 |
28 |
29 |
36 |
35 |
34 |
34 |
32 |
|
Rb |
271 |
231 |
425 |
436 |
602 |
564 |
602 |
564 |
510 |
610 |
612 |
|
Sr |
1154 |
1177 |
254 |
273 |
408 |
423 |
105 |
96 |
93 |
108 |
105 |
|
Y |
16 |
17 |
11 |
5 |
5 |
6 |
5 |
4 |
6 |
6 |
5 |
|
Zr |
165 |
179 |
123 |
110 |
148 |
132 |
125 |
124 |
110 |
106 |
109 |
|
Nb |
15,1 |
16,4 |
12,7 |
21,2 |
26,2 |
22,5 |
54,5 |
34,5 |
30,6 |
40,3 |
41,7 |
|
Mo |
0,6 |
0,5 |
0,5 |
0,6 |
0,2 |
0,4 |
0,3 |
1,5 |
0,3 |
1,0 |
0,8 |
|
Cs |
23 |
22 |
25 |
65 |
41 |
45 |
110 |
72 |
90 |
94 |
98 |
|
Ba |
2431 |
2362 |
204 |
265 |
524 |
487 |
59 |
45 |
56 |
60 |
61 |
|
La |
63,1 |
62,7 |
17,8 |
6,0 |
12,5 |
4,2 |
2,5 |
2,6 |
1,1 |
1,0 |
0,9 |
|
Ce |
118,2 |
116,8 |
33,4 |
15,0 |
32,4 |
11,2 |
6,3 |
6,1 |
4,2 |
5,1 |
5,5 |
|
Pr |
11,8 |
12,0 |
4,2 |
1,5 |
2,9 |
1,5 |
0,3 |
0,3 |
0,4 |
0,5 |
0,5 |
|
Nd |
43,2 |
45,3 |
13,7 |
5,2 |
9,9 |
4,7 |
2,1 |
2,0 |
1,4 |
1,8 |
2,0 |
|
Sm |
7,3 |
7,7 |
2,2 |
0,9 |
1,7 |
1,8 |
0,5 |
0,6 |
0,3 |
0,4 |
0,3 |
|
Eu |
1,2 |
1,6 |
0,38 |
0,24 |
0,40 |
0,32 |
0,11 |
0,10 |
0,06 |
0,06 |
0,07 |
|
Gd |
4,6 |
5,19 |
2,1 |
0,72 |
1,22 |
1,4 |
0,36 |
0,34 |
0,30 |
0,65 |
0,66 |
|
Tb |
0,55 |
0,52 |
0,16 |
0,30 |
0,37 |
2,3 |
0,06 |
0,03 |
0,06 |
0,31 |
0,35 |
|
Dy |
2,3 |
2,4 |
0,78 |
0,59 |
0,93 |
1,2 |
0,33 |
0,31 |
0,38 |
0,60 |
0,62 |
|
Ho |
0,4 |
0,41 |
0,32 |
0,13 |
0,19 |
0,11 |
0,09 |
0,09 |
0,09 |
0,12 |
0,12 |
|
Er |
1,23 |
1,25 |
0,42 |
0,41 |
0,54 |
0,31 |
0,32 |
0,31 |
0,31 |
0,40 |
0,39 |
|
Tm |
0,13 |
0,12 |
0,08 |
0,07 |
0,09 |
0,13 |
0,06 |
0,06 |
0,06 |
0,08 |
0,07 |
|
Yb |
1,2 |
1,01 |
0,65 |
0,53 |
0,59 |
0,69 |
0,55 |
0,22 |
0,50 |
0,45 |
0,38 |
|
Lu |
0,14 |
0,15 |
0,10 |
0,10 |
0,12 |
0,08 |
0,10 |
0,09 |
0,09 |
0,10 |
0,10 |
|
∑ PЗЭ |
271,3 |
274,1 |
87,3 |
36,7 |
68,8 |
35,9 |
18,7 |
17,1 |
15,2 |
17.6 |
17,0 |
|
Hf |
4,5 |
5,17 |
6,5 |
5,92 |
6,48 |
5,5 |
8,23 |
8,06 |
6,74 |
8,10 |
8,12 |
|
Ta |
1,21 |
1,25 |
1,8 |
1,60 |
1,50 |
1,65 |
6,0 |
4,1 |
8,6 |
7,2 |
7,3 |
|
W |
4,1 |
3,6 |
2,8 |
6,4 |
1,4 |
4,6 |
6,0 |
4,1 |
6,9 |
7,1 |
7,0 |
|
Tl |
4,1 |
3,5 |
5,1 |
3,8 |
4,2 |
4,1 |
7,9 |
5,3 |
6,9 |
7,1 |
7,0 |
|
Pb |
143 |
151 |
154 |
233 |
187 |
205 |
263 |
257 |
209 |
212 |
211 |
|
Bi |
0,9 |
0,8 |
2,1 |
2,1 |
2,1 |
2,2 |
4,1 |
0,7 |
7,1 |
4,5 |
5.2 |
|
Th |
46 |
47 |
50 |
48 |
54 |
52 |
32 |
23 |
13 |
20 |
21 |
|
U |
16 |
15 |
24 |
15 |
13 |
14 |
24 |
31 |
17 |
16 |
15 |
|
Li |
38,2 |
37,4 |
75 |
150,0 |
43,4 |
45,8 |
210 |
76,3 |
201,4 |
203 |
205 |
|
Be |
16,1 |
15,1 |
34 |
25,2 |
24,4 |
24,5 |
21,5 |
36,1 |
40,0 |
41 |
43 |
|
B |
37,5 |
36,3 |
11 |
66 |
28,4 |
30,6 |
129 |
63 |
249 |
155 |
178 |
|
Sc |
5,4 |
5,6 |
1,5 |
1,4 |
1,5 |
1,4 |
1,1 |
1,1 |
1,1 |
1,2 |
1,0 |
|
V |
45,7 |
49,8 |
23 |
18,8 |
22,5 |
20,4 |
17,4 |
17,7 |
13,7 |
12,5 |
13,3 |
|
Cr |
17,4 |
18,9 |
6,7 |
7,5 |
8,7 |
5,6 |
7,0 |
5,2 |
11,0 |
6,5 |
7,0 |
|
Co |
4,5 |
4,7 |
1,4 |
0,4 |
0,7 |
0,5 |
0,3 |
0,3 |
0,2 |
0,2 |
0,3 |
|
Ni |
14,5 |
15,1 |
6,5 |
3,8 |
5,2 |
4,2 |
4,7 |
5,3 |
5,8 |
4,7 |
4,4 |
|
Cu |
9,3 |
8,4 |
3,5 |
4,9 |
1,5 |
3,3 |
12 |
32 |
12 |
15 |
14 |
|
Zn |
31,1 |
33,0 |
43 |
29,9 |
92,1 |
54,6 |
23,5 |
23,2 |
35,2 |
24,6 |
26,2 |
|
La/YbN |
35,1 |
41,5 |
18,2 |
7,6 |
14,1 |
3,05 |
6,9 |
7,8 |
1,53 |
1,51 |
1,57 |
|
Sr/Y |
72,1 |
69,2 |
23,1 |
54,6 |
81,6 |
70,5 |
21,0 |
24,0 |
15,5 |
18,0 |
21,0 |
|
Th/U |
2,9 |
3,1 |
2,1 |
3,2 |
4,1 |
3,7 |
1,3 |
0,74 |
0,76 |
1,25 |
1,4 |
Примечание. 1 – граносиенит-порфир (г. Змейка); 2 – граносиенит-порфир (г. Верблюдка); 3 – гранит-порфир (г. Бештау); 4, 5, 6 – лейкогранит-порфиры (Козьи Скалы); 7*, 8, 9*, 10, 11 – Лейкогранит-порфиры (г. Бык) * – анализы заимствованы из работы [Носова, Сазонова и др., 2005].
Почти все представительные анализы гранитоидов (за исключением 2 лейкогранит-порфиров горы Бык) относятся к слабо изменённым вторичными процессами разностям, подтверждающимся высокими отношениями Th/U, превышающим 1. Состав породных типов кавминводского комплекса близок к шошонитовым гранитоидам. Все породные типы обогащены LILE, LREE и летучими компонентами, такими как F, B, P.
На классификационных диаграммах гранитоиды попадают в поле шошонитовой серии. По соотношениям рассеянных элементов они также локализуются в поле шошонитовых гранитоидов. Самая ранняя фаза граносиенит-порфиров располагается вблизи границы щелочной и высоко калиевой известково-щелочной и шошонитовой серий пород. Характерно, что лейкогранит-порфиры горы Бык образуют самостоятельное кучное поле фигуративных точек на канонической диаграмме, что связано с особенностями состава наиболее флюидизированных лейкогранитов, находящихся на наиболее высоком вертикальном уровне.
В породных типах проанализированы содержания изотопов стронция и неодима [Дубинина, Носова и др., 2010]. Установлено, что содержания εNd (t) не высокие и варьирует в узких пределах от -4,2 до -2,1. Отношение 87Sr/86Sr высокие и варьируют в пределах от 0,7077 (в ксенолитах габбро) до 0,70855 в граносиенит-порфирах и лейкогранит-порфирах, указывающие «мокрый» анатексис метаосадочных пород и на контаминацию корового материала. Этим контаминантом, как считают авторы [Дубинина] являются осадочная карбонатная высокомагнезиальная порода, содержащая повышенные концентрации стронция и бария.
В породах кавминводского комплекса снижение суммы РЗЭ (редкоземельных элементов) от ранней фазы к заключительным лейкогранит-порфирам коррелируется с уменьшением нормированных к хондриту отношений La/YbN. Главной геохимической особенностью гранитоидов комплекса является высокое отношение Sr/Y (от 15,5 до 81,6). Низкие содержания Y (от 4 до 17 г/т) и тяжёлых HREE в породах указывают на их генерацию путём частичного плавления материала нижней части утолщенной земной коры.
Нами изучено распределение РЗЭ в породах и выявлены два типа тетрадного эффекта распределения лантаноидов. Программа для расчёта значений тетрадного эффекта составлена А.А. Гусевым [Гусев, Гусев, 2011]. Значения тетрадного эффекта (ТЭ) и некоторые показательные соотношения элементов приведены в табл. 2.
Таблица 2
Отношения химических элементов и значения тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в гранит-порфирах и лейкогранит-порфирах кавминводского комплекса
|
Отношения эл-тов и значения ТЭ |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
Хондрит |
|
Y/Ho |
34,7 |
38,4 |
26,3 |
54,5 |
55,5 |
44,4 |
66,7 |
50,0 |
41,7 |
29,0 |
|
Eu/Eu* |
0,039 |
0,064 |
0,045 |
0,043 |
0,055 |
0,058 |
0,044 |
0,026 |
0,034 |
0,32 |
|
La/Lu |
178,0 |
60,0 |
65,7 |
38,2 |
27,8 |
28,9 |
12,2 |
8,3 |
7,5 |
0,975 |
|
Zr/Hf |
18,9 |
18,6 |
22,8 |
24,0 |
15,2 |
15,0 |
16,3 |
13,0 |
13,4 |
36,0 |
|
Sr/Eu |
668,4 |
1137,5 |
1020 |
1321,8 |
328,1 |
685,7 |
1550 |
1800 |
1500 |
100,5 |
|
TE 1,3 |
1,54 |
1,34 |
1,28 |
2,67 |
0,85 |
0,72 |
1,24 |
1,68 |
1,73 |
- |
Примечание. ТЕ1,3 – тетрадный эффект фракционирования РЗЭ по В. Ирбер [ ]. Eu*= (SmN+GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anders, Greevese, 1999]. 1 – гранит-порфир (г. Бештау); 2, 3, 4 – лейкогранит-порфиры (Козьи Скалы); 5, 6, 7, 8, 9 – лейкогранит-порфиры (г. Бык).
Соотношения таких элементов как Y/Ho, La/Lu, Sr/Eu намного превышают такие соотношения элементов в хондритах. Отношения же Eu/Eu*, Zr/Hf значительно меньшие, чем в хондритах, что указывает на экстремальную дифференцированность породных типов кавминводского комплекса.
Фракционирование РЗЭ при тетрад-эффекте происходит при участии сложных комплексных соединений – фтор-комплексов таких металлов как U, Th, Mo, W, Be [Bau, Dulski, 1995]. А. Масуда с соавторами [Masuda et all., 1987] выявили 2 типа тетрадного эффекта: W (вогнутая кривая распределения) и M (выпуклая кривая распределения РЗЭ). В морской воде, грунтовых водах, известняках, других осадочных породах обнаруживается W-тип тетрадного эффекта [Masuda et all., 1987]. Тетрад-эффект М-типа обнаруживается чаще всего в высоко эволюционированных гранитоидных системах на поздних стадиях дифференциации, при гидротермальных изменениях и в различных типах минерализации. М-тип тетрадного эффекта по литературным данным выявлен в лейкогранитах во многих регионах. С учётом аналитической погрешности ISP-ms (масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой), тетрад-эффект считается значимым при ТЕi > 1,1 (М-тип) или ТЕi < 0,9 (W-тип) [Irber, 1999; Monecke, Kempe, 2002]. С этих позиций в породах кавминводского комплекса выделяется оба типа тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ: М и W. Характерно присутствие двух типов тетрадного эффекта в лейкогранит-порфирах г. Бык, что связано с двумя причинами: тетрадный эффект типа М проявлен в лейкогранит-порфирах благодаря высокой активности и концентрации фтора во флюидах, имевшего глубинный трансмагматический характер поступления в глубинный очаг. А развитие W-типа тетрадного эффекта, вероятно, связано с высокой долей вадозных вод и их поглощением в процессе становления и кристаллизации лейкогранит-порфиров г. Бык в прикровельной части массива вблизи контакта с вмещающими обводнёнными породами.
Другая примечательная особенность проявления тетрадного эффекта заключается в том, что вблизи рудных тел г. Бык и в районе штольни месторождения урана Козьих Скал наблюдаются наиболее высокие значения тетрадного эффекта (1,73 и 2,67, соответственно) (табл. 2), что связано с аномальными параметрами флюидного режима вблизи рудных тел.
На диаграмме Zr/Hf – TE1,3 фигуративные точки составов пород локализуются ниже области варьирования составов магматических пород и разные типы тетрадного эффекта проявляют различные геохимические закономерности. Увеличение тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ М-типа происходит по мере увеличения отношений Zr/Hf, приближающихся к области варьирования этих значений в магматических породах (рис. 1).
Рис. 1. Диаграмма Zr/Hf – ТЕ 1,3 для породных типов кавминводского комплекса: 1 – Гранит-порфиры горы Бештау; 2 – лейкогранит-порфиры Козьих Скал; 3 – лейкогранит-порфиры горы Бык
Тогда как уменьшение тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ W-типа происходит по мере уменьшения отношений Zr/Hf и удаления от области варьирования этих значений в магматических породах.
На диаграмме Y/Ho – TE1,3 фигуративные точки анализируемых соотношений локализуются выше области варьирования составов магматических пород и увеличение величины тетрадного эффекта М-типа происходит с увеличением отношений Y/Ho и удалением от области варьирования составов магматических пород (рис. 2).
Рис. 2. Диаграмма Y/Ho –TE1,3 пород кавминводского комплекса. Условные обозначения те же, что на рис. 1
Уменьшение величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ происходит по мере снижения отношений Y/Ho и их приближения к области варьирования составов магматических пород.
Полученные результаты однозначно указывают на принадлежность гранитоидов кавминводского комплекса к высоко-Sr/Y типу, характеризовавшемуся сложным сценарием становления, обязанным процессам взаимодействия корового и мантийного материала в глубинном очаге. В более эродированных гранитоидах гор Бештау и Козьих скал проявлен тетрадный эффект фракционирования РЗЭ М – типа, обусловленный высокой флюидной насыщенностью соединениями фтора и других летучих компонентов. В менее эродированном массиве горы Бык проявлен также и тетрадный эффект фракционирования РЗЭ W – типа, обусловленный контаминацией в области кровли этого массива сильно обводнённых пород, значительно трансформировавших соотношения многих химических элементов. Здесь резко увеличиваются концентрации Th, Zn и соотношение Th/U, но уменьшается содержание Cu.
Заключение
Высоко-Sr/Y гранитоиды каминводского комплекса формировались при анатексисе обводнённых метаосадочных пород нижней коры и контаминацией вмещающих пород рамы массивов с экстремальной трансформацией соотношений многих элементов и проявлением тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ М – и W-ипа.